Добавил:
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:
Общая геология.doc
Скачиваний:
17
Добавлен:
29.05.2017
Размер:
2.31 Mб
Скачать
  1. 9. Геологическая деятельность вод мирового океана

Воды Мирового океана, занимающие 70,8 % площади поверхности Земли, играют колоссальную роль в формировании облика планеты. Характер работы моря определяется множеством факторов, из которых наибольшее значение имеют следующие: тектонические особенности, состав горных пород и рельеф берегов и дна океана; глубина моря; особенности динамики, химического состава и температуры вод; видовой состав и биомасса организмов. Естественно, колоссально значение времени. Многие из этих факторов связаны друг с другом, и все они действуют одновременно.

Разрушительная работа моря наиболее активна у кромки воды. Разрушение осуществляется химическим растворением пород, гидравлическими ударами волн (гидравлическое выпахивание), ударами находящихся в волне обломков пород (абразия).

Высокая степень химической агрессивности морской воды объясняется ее минерализацией: средняя соленость океанических вод составляет примерно 35 г/л. Растворенные в воде соли распадаются на ионы, среди которых в морях преобладают анионы Hl и SO4,катионы Na, Mg. Довольно быстрому растворению подвергаются берега, сложенные широко распространенными в составе суши известняками.

Очевидно, что рост температуры воды способствует активизации растворения. Поскольку температура морских вод изменяется широтно и по глубине, то максимальная химическая активность вод будет наблюдаться, во-первых, в тропических широтах, а во-вторых, в верхнем слое воды, т. е. у берега.

Рельеф берега в целом определяет характер работы моря: на низких, полого погружающихся (отмелых) берегах преобладает морская аккумуляция. В противоположность этому, у высоких, обрывистых (приглубых) берегов, господствует разрушительная деятельность.

Влияние петрографического состава пород берега сказывается в том, что для разрушения берегов, сложенных рыхлыми породами, вполне достаточно гидравлического удара волны. Такие берега разрушаются сравнительно быстро и равномерно, приобретают спрямленные очертания. Наоборот, берега, сложенные прочными кристаллическими породами, разрушаются медленно и неравномерно. Здесь уже, кроме гидравлического выпахивания, огромно значение абразии. Бьющая в берег волна своим ударом расширяет трещины, истирает породы переносимыми обломками. В силу разной степени устойчивости, породы подвергаются избирательному разрушению, и берег приобретает неровную, зазубренную форму. Обломки пород, падая в море, также подвергаются размыву и истиранию. Самые крупные из них, под действием возвратно-поступательных движений волн, приобретают окатанную и уплощенную форму, столь типичную для морских галек. Мелкие обломки подхватываются и уносятся на глубину обратным током волны. Таким образом, в основании приглубого берега, куда постоянно бьет волна, вырабатывается волноприбойная ниша – полость, над которой нависает карниз. С ростом ниши карниз обрушивается, возникает клиф – отвесный скалистый берег. По мере дальнейшего развития этого процесса, берег отступает, а под водой формируется абразионная терраса (бенч) – прибрежная, мелководная часть моря, дно которой сложено лишенными мелких обломков монолитными скальными породами.

Влияние тектонического фактора сказывается в том, что при воздымании суши море отступает. Следовательно, ранее сформированная абразионная терраса поднимается из-под воды, и уже ее уступ подвергается абразии. Наоборот, в случае тектонического погружения суши, возможно образование одной или нескольких подводных абразионных террас. Соответственно, изучение морских террас позволяет определить направленность тектонических движений.

Транспортная работа моря осуществляется морскими волнами и течениями и сопровождается избирательной сортировкой переносимых частиц. Крупные обломки (галька, гравий) перемещаются только у берега, где сила волны и обратного тока воды максимальны. Дальше в море выносятся песчаные, алевритовые и глинистые частицы, а также легкие органические останки. В переносе последних огромное значение принадлежит морским течениям.

Аккумуляция морских осадков ведет к накоплению грандиозных объемов горизонтально залегающих слоев осадочных горных пород. В морских условиях накопилось более 95 % объема пород осадочного чехла суши. Среди главных источников оседающего на дне материала необходимо назвать следующие: обломочные породы суши, продукты вулканизма, органические останки, продукты химической кристаллизации вещества. Соответственно, морские осадки по вещественному составу и происхождению можно разделить на обломочные (терригенные), вулканогенные, органогенные, хемогенные и полигенетические. Основными факторами осадконакопления являются широтная климатическая зональность, глубина и рельеф дна (вертикальная зональность), степень удаленности от суши. Влияют также и другие, ранее названные факторы. Например, тектонические особенности подводных континентальных окраин: по этому признаку берега подразделяют на активные и пассивные. Тектонически активные континентальные окраины (тихоокеанского типа) возникают в зонах конвергенции литосферных плит. Здесь активны землетрясения, вулканизм, а значит, в составе накапливающихся горных пород большое значение будет принадлежать вулканическим. На дне распространенных здесь глубоководных желобов возникнут колоссальные по мощности толщи осадков, а, в силу большой расчлененности рельефа дна, распространение и мощности осадков будут отличаться большой пестротой. В пределах пассивных континентальных окраин (атлантического типа) спокойное тектоническое развитие способствует преобладанию терригенных и органо-хемогенных пород, а само распределение осадков и их мощности будут более равномерными. В зависимости от физико-географических условий осадконакопления морские отложения делятся на четыре группы: литоральные, сублиторальные, батиальные и абиссальные.

Литоральные (прибрежные) отложения накапливаются у самой кромки воды, где море бывает лишь во время прилива. На приглубых берегах формируются пляжи, сложенные окатанными и уплощенными валунами и гальками. На отмелых берегах, сложенных рыхлыми породами, накапливается песчаный пляж, при ветровом развевании которого возможно образование дюн. В случае слабого обратного тока воды на границе прибоя возникает сложенный крупными обломками береговой вал. На очень пологих берегах в результате приливно-отливных движений иногда возникают ватты – илистые отложения, обнажающиеся при отливах. Те участки отмелого берега, которые затопляются морем лишь при максимальной высоте прилива и при нагонах, называются марши. Марши сложены ритмично чередующимися слоями ила и торфа. Илы накапливаются при затоплении территории морем, а торфа – в условиях господства пресных вод суши.

Сублиторальные (шельфовые, неритовые) отложения формируются на постоянно покрытой водами поверхности шельфа. В их составе присутствуют обломочные, органо- и хемогенные образования.

Терригенные осадки являются главенствующими. Характерно постепенное уменьшение размеров обломков от берега к морю. Если волна наступает и отступает перпендикулярно к приглубому берегу, то обломочный материал, сносимый в море, накапливается параллельно береговой линии. Обломки, в составе которых обычно преобладают пески и гравий, отлагаются у подножья абразионной террасы, создавая аккумулятивную террасу. Рост аккумулятивной террасы ведет к тому, что она начинает приподниматься из-под воды во время отливов. Такие крупные, расположенные параллельно берегу аккумулятивные формы называются барами. Длина баров может достигать нескольких сотен километров, а ширина – до 20 – 30 км. Иногда бары отсекают от моря прибрежные участки, которые превращаются в лагуны. Если же волны подходят к берегу под острым углом, то, соответственно, перемещение обломков идет параллельно береговой линии, а аккумуляция – перпендикулярно ей. Так образуются расположенные под углом к берегу песчаные косы, являющиеся своеобразным продолжением пляжа в сторону моря. Когда коса примыкает к противоположному берегу залива, то возникает пересыпь, отделяющая от моря лагуну. Под действием параллельных берегу течений, коса может изогнуться, вплоть до образования петлевидного бара, оба конца которого соединяются с берегом. Влияние климатического фактора на состав обломочных осадков проявляется хотя бы в том, что в низких широтах, где на суше распространены глинистые отложения, благодаря деятельности рек накапливаются глинистые шельфовые осадки. Для высоких широт характерны не отсортированные, валунные осадки ледовые и айсберговые.

Органогенные осадки сублиторали формируются, преимущественно, за счет отмирания бентосных организмов, строящих свои скелеты из кальцита, кремнезема или, реже, из фосфатных соединений. Среди них господствуют карбонатные, образующиеся, в основном, скоплениями останков кораллов и моллюсков. Коралловые полипы очень критичны к условиям существования: температура воды 22° – 25° С (критическая 18° – 35° С), соленость 30 – 35 г/л, обязательна насыщенность воды карбонатами (для постройки скелета), глубина не более 80 м, высокая прозрачность воды и достаточное количество в ней кислорода. Все это позволяет четко реконструировать палеогеографические условия среды накопления древних коралловых построек, а также определять направление и скорость вертикальных тектонических движений при изучении глубоко погруженных коралловых сооружений. По своему строению коралловые рифы делятся на три типа. Береговые рифы вытянуты вдоль берега и под водой соединяются с ним. Барьерные рифы также протягиваются параллельно берегу, но отделяются от него лагуной. Рифы атоллов имеют вид плоского и низкого разомкнутого кольца с лагуной, расположенной внутри него. Кроме названных, в пределах сублиторали распространены обломочные карбонатные осадки, возникающие при разрушении известняков-ракушечников и коралловых рифов. Чаще всего они представлены известковыми песками.

Хемогенные осадки неритовой зоны также в основном сложены карбонатами. Особенно быстро накапливается кальцит в мелководных лагунах теплых морей. Обильная водная растительность активно поглощает здесь двуокись углерода, что вызывает перенасыщение воды кальцитом. Кальцит выпадает в осадок в виде оолитов или песчинок. Кроме известковых, хемогенные осадки сублиторали могут быть сложены железистыми, алюмосодержащими и марганцевыми соединениями. Большая часть исходного материала (гидроокислов Fe и Al) приносится реками и подземными водами в виде коллоидных растворов. При столкновении с играющей роль электролита морской водой, происходит коагуляция коллоидных растворов. В результате, в прибрежной мелководной части выпадают в осадок минералы железистые, а глубже, где среда более щелочная – марганцевые. Вероятно, тем же путем идет и образование бокситов. На значительно больших глубинах, составляющих 50 – 150 м, местами происходит формирование залежей фосфоритов, что, очевидно, связано с выносом восходящими течениями накапливающегося на глубине Р2 О5.

Осадки лагун и солеродных бассейнов принято выделять в самостоятельные группы в составе отложений шельфа.

Лагуны, в которых водообмен с морем ослаблен, подразделяются на опресненные и осолоненные. В опресненных лагунах, возникающих в гумидных условиях, соленость понижается благодаря речному стоку. Пониженная соленость стимулирует активное развитие растений и животных. В силу этого идет накопление осадков органогенных и принесенных рекой обломочных. В осолоненных лагунах, формирующихся в аридном климате, из-за интенсивного испарения быстро растет концентрация солей. Поэтому здесь абсолютно преобладают хемогенные отложения. Своеобразны осадки лагун атоллов, где накапливаются тонкие обломки коралловых построек.

Солеродные бассейны возникали в геологическом прошлом Земли, когда широко распространялись мелководные внутриконтинентальные моря. Во время аридизации климата в них накапливались соленосные толщи – эвапориты, а при морских трансгрессиях отлагались другие типы осадков. В пределах Припятского прогиба суммарная мощность солевых и межсолевых слоев местами превышает 5 км.

Батиальные отложения формируются на поверхности материкового склона и у его подножья. На материковом склоне господствуют мелкообломочные осадки, поступившие с материков: алевритовые и глинистые илы. В зависимости от состава и физико-географической обстановки накопления, батиальные илы отличаются по окраске и делятся на четыре группы. Синие илы широко распространены в умеренных и высоких широтах на глубинах от 200 до 3000 м и более. Среди преобладающего алеврито-глинистого материала встречается рассеянная органика и мелкие зерна пирита. Голубоватый или темно-серый цвет обусловлен разложением органики при нехватке кислорода. Этой же причиной объясняется и характерный для синих илов запах сероводорода. Зеленые илы залегают до глубины 2000 м на участках с высокой подвижностью придонных вод. По сравнению с другими илами, здесь высокое содержание песчаной фракции, а также карбонатов (до 30 %). Зеленая окраска обусловлена высоким содержанием минерала глауконита. Красные илы глинистого состава встречаются неподалеку от устий крупных рек в низких широтах. Они сложены продуктами размыва латеритных красноцветных кор выветривания. Желтые илы отмечены лишь на дне Желтого и Восточно-Китайского морей, куда реки приносят размытый лессовый материал. На материковом склоне в тропических морях, кроме терригенных, встречаются и биогенные илы, состоящие из карбонатных скорлупок планктона (птеропод и фораминифер). В высоких широтах известны также айсберговые осадки. К районам развития вулканизма приурочены скопления вулканических отложений, наиболее развитых в пределах Тихоокеанского пояса вулканизма. Осадки материкового подножья накапливаются благодаря сносу рыхлых и неустойчивых отложений с поверхности материкового склона. В результате подводных оползней в основании материкового подножья возникают смятые в складки слои. В рассекающих континентальный склон подводных каньонах наблюдаются мутьевые (турбидные) потоки, представляющие собой быстро движущиеся по склону разжиженные илы. С выходом на ложе океана эти потоки растекаются в виде веера и формируют турбидиты – подводные конусы выноса, сложенные обломочными, реже обломочно-органогенными породами. Отложениям мутьевых потоков свойственна градационная слоистость: внизу лежат самые крупные обломки, а выше все более мелкие. Со временем, вынесенные и накопленные новыми потоками осадки, создают флиш – ритмичную толщу турбидитных отложений.

Абиссальные отложения распространены в самой глубоководной и максимально удаленной от суши части Мирового океана. Обломочный материал с суши сюда почти не поступает, поэтому среди осадков преобладают органические и полигенетические. Все они состоят (или содержат примеси) из частиц самого разного происхождения и состава, поэтому конкретные названия тому или иному типу осадка даются по преобладающему компоненту. Благодаря отсутствию сил, способных доставить крупные обломки в центр океана, а так же растворяющему действию морских вод, в абиссальной зоне накапливаются лишь самые тонкодисперсные отложения: илы и глины.

Органогенные осадки в основном сложены мельчайшими известковыми или кремнистыми скорлупками планктона. В распространении этих отложений проявляется четкая вертикальная зональность: глубже 4000 – 4500 м микроскопические частицы кальцита растворяются, поэтому на еще больших глубинах преобладают останки кремнистого состава.

Карбонатные осадки занимают до 45 % площади ложа Мирового океана и господствуют на глубинах от 2 000 до 4 700 м. Их гранулометрический состав с ростом глубины уменьшается от тонкого песка до глин. Фораминиферовые илы образованы останками простейших организмов – фораминифер, широко представленных в водах умеренных и низких широт. Кокколитофоридовые илы сложены скорлупками одноклеточных водорослей кокколитофорид, наиболее распространенных в тропических водах.

Кремнистые отложения, занимающие около 10 % площади ложа Мирового океана, сложены скорлупками опалового состава. Кремнистые осадки встречаются на любых глубинах, но доминируют на максимальных. Наибольшие площади занимают диатомовые илы, сложенные раковинами диатомовых водорослей. Диатомеи преобладают в холодных водах высоких широт, поэтому в распространении диатомовых илов выделяются два пояса: антарктический и арктический. Радиоляриевые илы являются самыми глубоководными из органогенных отложений. Они образованы останками радиолярий – простейших одноклеточных организмов, обитающих в экваториальных водах.

Полигенетические отложения абиссальной зоны представлены красноцветными глубоководными глинами. В их составе представлены мельчайшие нерастворимые органические останки; вулканическая, эоловая и космическая пыль; перенесенные морскими течениями коллоидные продукты речного стока и др. Скорость накопления этих отложений составляет от 1 до 10 мм за 1 000 лет. На поверхности красноцветных глин и радиоляриевых илов распространены черные железомарганцевые конкреции диаметром от 1 мм до 10 см. Наибольшая концентрация их на дне Тихого океана.